NO339691B1

NO339691B1 - Method for processing seismic vertical profile data using effective VTI models

Info

Publication number: NO339691B1
Application number: NO20140283A
Authority: NO
Inventors: Scott Leaney
Original assignee: Schlumberger Technology Bv
Priority date: 2000-07-22
Filing date: 2014-03-04
Publication date: 2017-01-23
Also published as: GB2403804A; CA2409094A1; GB2365128B; GB0017929D0; CA2409094C; GB2365128A; WO2002008792A1; GB0421223D0; GB2403804B; NO335047B1; US6967898B2; NO20140283A1; AU2001270927A1; US20030151976A1; NO20030327L; NO20030327D0

Description

Foreliggende oppfinnelse vedrører en fremgangsmåte for behandling av seismiske data, spesielt for behandling av seismiske data innsamlet ved bruk av en vertikal seismisk profil (VSP). The present invention relates to a method for processing seismic data, in particular for processing seismic data collected using a vertical seismic profile (VSP).

Seismiske data blir innsamlet ved å bruke en gruppe seismiske kilder og seismiske mottakere. I tilfellet med en seismisk undersøkelse utført på land, kan dataene innsamles ved f.eks. å bruke eksplosive ladninger som seismiske kilder og geofoner som seismiske mottakere. Geofoner som er i stand til å registrere amplituden av seismisk energi i tre uavhengige retninger, blir spesielt ofte benyttet som seismiske mottakere. Seismic data is collected using an array of seismic sources and seismic receivers. In the case of a seismic survey carried out on land, the data can be collected by e.g. using explosive charges as seismic sources and geophones as seismic receivers. Geophones, which are able to record the amplitude of seismic energy in three independent directions, are particularly often used as seismic receivers.

Fig. 1 illustrerer skjematisk en kilde og et mottakerarrangement. Første, andre og tredje seismiske kilder 1, 2 og 3 samvirker henholdsvis med første, andre og tredje mottakere 4, 5 og 6. Kildene og mottakerne er anordnet omkring et felles midtpunkt 7. For enkelhets skyld vil laget eller bergarten under kildene og mottakerne bli antatt å være isotrope og inneholde første og andre horisontale delreflek-torer 9 og 10. Seismisk energi produsert fra aktiveringen av den første kilde 1, blir reflektert fra de delvise reflektorer 9, 10 og mottatt av hver av mottakerne 4, 5 og 6. For enkelhets skyld vil imidlertid bare energi reflektert fra undersiden av det felles midtpunkt 7 bli betraktet her. Med denne forenklingen betrakter vi derfor bare energi mottatt ved den første mottaker 4 som et resultat av aktivering av den første kilde 1, energi mottatt ved den annen mottaker 5 som et resultat av aktivering av den annen seismiske kilde 2, og energi mottatt ved den tredje mottaker 6 som et resultat av aktivering av den tredje seismiske kilde 3. "Tur/retur"-forplantningstiden til energien fra en seismisk kilde til dens tilhørende mottaker øker med økende horisontal avstand (offset) mellom kilden og mottakeren. Tur/retur-forplantningstiden er også en funksjon av dybden til reflektorene 9,10. Den horisontale avstand mellom kilden og mottakeren er generelt som "offset". Fig. 1 schematically illustrates a source and a receiver arrangement. First, second and third seismic sources 1, 2 and 3 interact respectively with first, second and third receivers 4, 5 and 6. The sources and receivers are arranged around a common center point 7. For simplicity, the layer or rock below the sources and receivers will be assumed to be isotropic and contain first and second horizontal partial reflectors 9 and 10. Seismic energy produced from the activation of the first source 1 is reflected from the partial reflectors 9, 10 and received by each of the receivers 4, 5 and 6. For however, for simplicity, only energy reflected from the underside of the common center point 7 will be considered here. With this simplification, we therefore only consider energy received at the first receiver 4 as a result of activation of the first source 1, energy received at the second receiver 5 as a result of activation of the second seismic source 2, and energy received at the third receiver 6 as a result of activation of the third seismic source 3. The "round trip" propagation time of the energy from a seismic source to its associated receiver increases with increasing horizontal distance (offset) between the source and the receiver. The round-trip propagation time is also a function of the depth of the reflectors 9,10. The horizontal distance between the source and the receiver is generally called the "offset".

Etter at de seismiske rådata er blitt innhentet, blir de reflekterte signaler (kjent som traser) mottatt av hver av mottakerne som et resultat av aktiveringen av en kilde for seismisk energi, behandlet for å fremskaffe et undergrunns bilde. Behandlingen innbefatter trinnene med å transformere (eller "migrere") signalene til deres aktuelle undergrunns posisjoner. Trasene blir så korrigert for å ta hensyn til forskyvningen eller "offseten" mellom kilden og mottakeren. After the raw seismic data has been acquired, the reflected signals (known as traces) received by each of the receivers as a result of the activation of a source of seismic energy are processed to produce a subsurface image. The processing includes the steps of transforming (or "migrating") the signals to their actual subsurface positions. The traces are then corrected to take into account the displacement or "offset" between the source and the receiver.

Fig. 2 illustrerer skjematisk virkningen av offset på forplantningstiden for seismisk energi fra en kilde til den tilhørende mottaker for undersøkelsesarrangemen-tet som er vist på fig. 1, for refleksjoner under det felles midtpunkt 7. Punktene merket 1, 2 og 3 på x-aksen (offset) på fig. 2, refererer henholdsvis til forplantningstiden mellom den første kilde og den første mottaker, mellom den annen kilde og den annen mottaker og mellom den tredje kilde og den tredje mottaker, som vist på fig. 1. Man vil se at forplantningstiden for seismisk energi tilknyttet en spesiell refleksjon, øker når offset-verdien øker. For å sammenligne traser fra kilde/ mottaker-par som har forskjellige offset, er det nødvendig å korrigere trasene for virkningen av offset, og dette blir vanligvis gjort ved å korrigere trasene til null offset. Denne korreksjonsprosessen er kjent som normal utflytningskorreksjon (normal moveout correction). Fig. 2 schematically illustrates the effect of offset on the propagation time of seismic energy from a source to the associated receiver for the survey arrangement shown in Fig. 1, for reflections below the common center point 7. The points marked 1, 2 and 3 on the x-axis (offset) in fig. 2, refer respectively to the propagation time between the first source and the first receiver, between the second source and the second receiver and between the third source and the third receiver, as shown in fig. 1. You will see that the propagation time for seismic energy associated with a particular reflection increases when the offset value increases. To compare traces from source/receiver pairs that have different offsets, it is necessary to correct the traces for the effect of the offset, and this is usually done by correcting the traces to zero offset. This correction process is known as normal moveout correction.

Den normale utflytningskorreksjon krever at forplantningshastigheten til seismisk energi i undergrunnen er kjent eller kan estimeres. I virkeligheten er jordens lag under mottaks- og kilde-gruppen ikke isotrop, og lydhastigheten i jorden har en tendens til å øke med dybden, siden jorden blir mer kompakt. Jordens struktur kan videre meget godt inneholde et antall lag som hver har forskjellige forplantnings-hastigheter for seismisk energi. I en effektiv hastighetsmodell blir imidlertid disse variasjonene i forplantningshastigheten for seismisk energi erstattet med en effektiv forplantningshastighet for seismisk energi. The normal displacement correction requires that the propagation speed of seismic energy in the subsurface is known or can be estimated. In reality, the layer of the Earth below the receiver and source group is not isotropic, and the speed of sound in the Earth tends to increase with depth, as the Earth becomes more compact. The structure of the earth may also very well contain a number of layers, each of which has different propagation speeds for seismic energy. In an effective velocity model, however, these variations in the propagation velocity of seismic energy are replaced by an effective propagation velocity of seismic energy.

Én effektiv hastighetsmodell antar at det medium som den seismiske energi forplanter seg gjennom, er isotrop og at hastigheten for seismisk energi som forplanter seg i mediet, er konstant. Dette er kjent som den "hyperbolske antakelse". One effective velocity model assumes that the medium through which the seismic energy propagates is isotropic and that the velocity of seismic energy that propagates in the medium is constant. This is known as the "hyperbolic assumption".

I den hyperbolske antakelse definerer tur/retur-forplantningstiden for seismisk energi som en funksjon av offset for hver av reflektorene, en hyperbel. I denne for-enklede situasjon er forholdet mellom offset og forplantningstiden for seismisk energi reflektert av en spesiell reflektor, gitt ved: In the hyperbolic assumption, the round-trip propagation time of seismic energy as a function of offset for each of the reflectors defines a hyperbola. In this simplified situation, the relationship between the offset and the propagation time of seismic energy reflected by a special reflector is given by:

I ligning (1), er t tur/retur-forplantningstiden, offset er den horisontale avstand mellom kilden og mottakeren og hastighet er forplantningshastigheten til de seismiske signaler i jorden, som antas å være konstant. In equation (1), t is the round-trip propagation time, offset is the horizontal distance between the source and the receiver and velocity is the propagation speed of the seismic signals in the earth, which is assumed to be constant.

Under behandling av de seismiske data som er fremskaffet i en typisk seismisk undersøkelse, blir trasene innledningsvis sortert slik at traser som har det samme felles midtpunkt, blir gruppert sammen. Dette gjør det mulig å undersøke geologien under linjen med kilder og mottakere ved et antall posisjoner. En hastighetsanalyse blir så utført for hvert felles midtpunkt og for hver reflektor 9, 10. Dette blir oppnådd ved å spesifisere et område med hyperbler som definert i ligning (1), relatert til et område med effektive hastigheter, og beregning av den midlere re-fleksjonsamplitude langs alle spesifiserte hyperbler i vedkommende område. De seismiske traser for et antall forskjellige offset blir så konvertert, i samsvar med hy-perblene, til ekvivalente traser som har null offset. Trasene blir så summert. Mid-delamplitudene ved null offset blir så undersøkt for å bestemme hvilken effektiv hastighet som gir det beste resultat. During processing of the seismic data obtained in a typical seismic survey, the routes are initially sorted so that routes that have the same common center are grouped together. This makes it possible to investigate the geology below the line with sources and receivers at a number of positions. A velocity analysis is then performed for each common center point and for each reflector 9, 10. This is achieved by specifying an area of hyperbolas as defined in equation (1), related to an area of effective velocities, and calculating the mean re- flexion amplitude along all specified hyperbolas in the relevant area. The seismic traces for a number of different offsets are then converted, in accordance with the hyperbolas, to equivalent traces having zero offset. The routes are then summed. The mid-part amplitudes at zero offset are then examined to determine which effective speed gives the best result.

Som bemerket ovenfor, øker forplantningstiden for seismisk energi tilordnet en spesiell refleksjonshendelse (dvs. tilknyttet refleksjon av en spesiell reflektor) når offset-verdien øker. Hvis trinnet med å korrigere de seismiske rådata til null offset blir utført korrekt, så skal en spesiell refleksjonshendelse inntreffe ved samme tidspunkt i hver korrigert trase. As noted above, the propagation time of seismic energy associated with a particular reflection event (ie, associated with the reflection of a particular reflector) increases as the offset value increases. If the step of correcting the raw seismic data to zero offset is performed correctly, then a particular reflection event should occur at the same time in each corrected trace.

Når en riktig effektiv hastighet er blitt valgt, blir så alle de seismiske data som vedrører det felles midtpunkt for hvilket den effektive hastighet er blitt valgt, Once a proper effective velocity has been selected, then all the seismic data relating to the common center point for which the effective velocity has been selected,

korrigert for offset ved å benytte ligning (1) og blir så summert (eller "stakket") for å tilveiebringe en stakket trase for de spesielle felles midtpunkt. Den stakkede trase har et forbedret signal/støy-forhold sammenlignet med de enkelte traser som er re-gistrert ved mottakerne. corrected for offset using equation (1) and then summed (or "stacked") to provide a stacked path for the particular common midpoints. The stacked route has an improved signal/noise ratio compared to the individual routes registered at the receivers.

Arrangementet av seismiske kilder og mottakere som er vist på fig. 1, er kjent som en seismisk overflateundersøkelse, siden kildene og mottakerne alle er lokalisert på jordoverflaten. I en alternativ undersøkelsesgeometri, kjent som en vertikal seismisk profileringsundersøkelse (VSP-undersøkelse) er mottakeren eller mottakerne ikke anbrakt på jordoverflaten, men er anbrakt ved forskjellige dybder i undergrunnen, for eksempel i et borehull. Tre-komponent-geofoner blir vanligvis brukt som seismiske mottakere ved seismiske VSP-undersøkelser. Den seismiske kilden eller kildene er anbrakt på jordoverflaten. The arrangement of seismic sources and receivers shown in Fig. 1, is known as a surface seismic survey, since the sources and receivers are all located on the Earth's surface. In an alternative survey geometry, known as a vertical seismic profiling survey (VSP survey), the receiver or receivers are not located at the surface of the earth, but are located at various depths in the subsurface, such as in a borehole. Three-component geophones are commonly used as seismic receivers in VSP seismic surveys. The seismic source or sources are located on the earth's surface.

VSP-undersøkelse har to hovedkategorier. VSP-undersøkelse med null offset benytter en seismisk kilde som er lokalisert vertikalt over mottakeren eller mottakerne; f.eks. er mottakeren eller mottakerne anbrakt inne i et borehull, og kilden er lokalisert ved toppen av borehullet. Ved VSP-offsetundersøkelser er kilden lokalisert i en horisontal avstand fra det punkt hvor den vertikale linje på hvilken mottakerne er plassert, skjærer jordoverflaten. Fig. 3 viser et eksempel på et arrangement ved en VSP-offsetundersøkelse. De seismiske kilder 1, 2, 3 på fig. 3 har forskjellige offset (dvs. forskjellige horisontale avstander fra den vertikale linje på hvilken mottakerne er lokalisert), slik at fig. 3 gir et arrangement for VSP-undersøkelse med flere offset. Disse er vanligvis kjent som "vandringer" VSP survey has two main categories. Zero offset VSP survey uses a seismic source located vertically above the receiver or receivers; e.g. the receiver or receivers are placed inside a borehole, and the source is located at the top of the borehole. In VSP offset surveys, the source is located at a horizontal distance from the point where the vertical line on which the receivers are located intersects the earth's surface. Fig. 3 shows an example of an arrangement for a VSP offset survey. The seismic sources 1, 2, 3 in fig. 3 have different offsets (ie different horizontal distances from the vertical line on which the receivers are located), so that fig. 3 provides an arrangement for VSP survey with multiple offsets. These are usually known as "hikes"

(walkaways). (walkaways).

En anvendelse av seismisk VSP-undersøkelse er i "forover-seende" under-søkelser. Denne formen for seismiske undersøkelser blir brukt under boring av et borehull. Seismiske mottakere i borehullet blir brukt til å samle inn informasjon om den geologiske struktur under borkronen. Beslutninger vedrørende boreoperasjo-nen, f.eks. bestemmelse av den sikre boreavstand før innsetting av den neste fo-ringsrørstreng, blir tatt på grunnlag av informasjon som er innsamlet om den und-erliggende geologiske struktur. One application of seismic VSP surveying is in "forward-looking" surveys. This form of seismic surveying is used during the drilling of a borehole. Seismic receivers in the borehole are used to collect information about the geological structure below the drill bit. Decisions regarding the drilling operation, e.g. determination of the safe drilling distance before inserting the next casing string is taken on the basis of information collected about the underlying geological structure.

Ved forover-seende undersøkelser blir VSP-undersøkelser med null offset brukt til å predikere poretrykket under borkronen. VSP-offsetundersøkelser blir brukt til å fremskaffe informasjon om den geologiske struktur under borhodet, for å gjøre det mulig å styre retningen av brønnen. Når seismiske data innsamlet ved bruk av en VSP-offsetundersøkelsesgeometri blir benyttet til å fremskaffe informasjon for å dirigere boringen av et borehull, er det ønskelig at dataene blir behandlet så hurtig som mulig for å unngå forsinkelser i boreprosessen. In forward-looking surveys, VSP surveys with zero offset are used to predict the pore pressure below the drill bit. VSP offset surveys are used to obtain information about the geological structure below the drill head, to enable the direction of the well to be controlled. When seismic data collected using a VSP offset survey geometry is used to provide information to direct the drilling of a borehole, it is desirable that the data be processed as quickly as possible to avoid delays in the drilling process.

Artikkelen "Determination of anisotropic velocity models from walkaway VSP data acquired in the presence of dip" av Sayers, CM., GEOPHYSICS, vol. 62, no. 3 (mai-juni 1997); sidene 723-729, beskriver hvordan det er fordelaktig å orientere VSP walkaway i gjennomtrengningsretningen for å estimere anisotropiske parametere til et medium i nærheten av en mottakermatrise. Imidlertid, dette kan være umulig. Dersom den geologiske fallretningen til alle lag har den same asimutiske vinkelen vil variasjonen til walkaway gangtidene som funksjon av asimut vinklene ha en enkel form. Dette tillater at data fra en enkel walkaway VSP stekker seg på begge sider av en brønn og er invertert for den lokale anisotropiske P fase-treghets overflaten ved mottakerne selv ved tilstedeværelse av fallret-ninger. Dersom data er samlet inn ved mer enn én asimut vinkel kan fallretningen bli bestemt. The article "Determination of anisotropic velocity models from walkaway VSP data acquired in the presence of dip" by Sayers, CM., GEOPHYSICS, vol. 62, no. 3 (May-June 1997); pages 723-729, describe how it is advantageous to orient the VSP walkaway in the direction of penetration to estimate anisotropic parameters of a medium in the vicinity of a receiver array. However, this may be impossible. If the geological dip direction of all layers has the same azimuth angle, the variation of the walkaway walking times as a function of the azimuth angles will have a simple form. This allows data from a simple walkaway VSP to extend on both sides of a well and be inverted for the local anisotropic P phase inertial surface at the receivers even in the presence of dip directions. If data has been collected at more than one azimuth angle, the direction of fall can be determined.

US 4802146 A beskriver en utflytnings-korreksjonsprosess og stable hastig-hets estimeringsprosess for å tillate stabling av vertikale seismisk profil data (VSP), der den primære refleksjonstiden bestemmes ved hjelp av to-veis gangtid, kvadratisk middelverdi av hastigheten til akustiske pulser i formasjonen, og den første ankomsttiden av direkte-vei akustiske pulser. US 4802146 A describes a drift correction process and stack velocity estimation process to allow stacking of vertical seismic profile (VSP) data, where the primary reflection time is determined using the two-way traveltime, root mean square velocity of acoustic pulses in the formation, and the first arrival time of direct-path acoustic pulses.

Artikkelen "Nonhyperbolic reflection moveout in anisotropic media", av Tsvankin, I. og L. Thomsen, GEOPHYSICS, vol. 59, no. 8, (august 1994), sidene 1290-1304, beskriver en analytisk og numerisk analyse av den kombinerte påvirk-ning av vertikal transvers isotropi og lagdeling av lange spredninger av refleksjons-utflytninger (moveouts). En kvalitativ beskrivelse av ikke hyperbolske utflytninger er gitt basert på en eksakt fjerde ordens Taylor serie ekspansjon av P, SV og P-SV gangtidskurver. Imidlertid, den fjerde ordens Taylor serien mister raskt nøyak-tighet ved stigende offset. Ved å teste mot ulike transvers isotropiske modeller kan en aproksimasjon finnes. For P bølger er utflytningsformelen svært nøyaktig selv ved vesentlige anisotropiske og store offset. The article "Nonhyperbolic reflection moveout in anisotropic media", by Tsvankin, I. and L. Thomsen, GEOPHYSICS, vol. 59, no. 8, (August 1994), pages 1290-1304, describes an analytical and numerical analysis of the combined effect of vertical transverse isotropy and layering of long spreads of reflection-movements (moveouts). A qualitative description of non-hyperbolic discharges is given based on an exact fourth-order Taylor series expansion of P, SV and P-SV travel time curves. However, the fourth-order Taylor series quickly loses accuracy with increasing offset. By testing against different transversely isotropic models, an approximation can be found. For P waves, the displacement formula is very accurate even with significant anisotropic and large offsets.

Foreliggende oppfinnelse tilveiebringer en fremgangsmåte for å behandle The present invention provides a method for treating

vertikale seismiske profildata med offset, omfattende det trinn å korrigere for offset mellom den seismiske kilde og mottakeren ved å benytte en ikke-hyperbolsk effektiv hastighetsmodell. Dette forenkler behandlingen av dataene. Siden den effektive hastighetsmodell er ikke-hyperbolsk, innbefatter den effekter som skyldes jordens lagstruktur og jordens anisotropi. offset vertical seismic profile data, including the step of correcting for offset between the seismic source and the receiver using a non-hyperbolic effective velocity model. This simplifies the processing of the data. Since the effective velocity model is non-hyperbolic, it includes effects due to the Earth's layer structure and Earth's anisotropy.

I en foretrukket utførelsesform omfatter trinnet med å korrigere for offset, å korrigere data fremskaffet ved bruk av et kilde/mottaker-par som har en offset forskjellig fra null, til null offset ved å benytte følgende relasjon mellom offset og forplantningstiden for seismisk energi; In a preferred embodiment, the step of correcting for offset comprises correcting data obtained using a source/receiver pair having an offset other than zero, to zero offset using the following relation between offset and propagation time of seismic energy;

hvor t er forplantningstiden for seismisk energi fra kilden til mottakeren, x er offset mellom kilden og mottakeren, og z er mottakerens dybde. where t is the propagation time of seismic energy from the source to the receiver, x is the offset between the source and the receiver, and z is the depth of the receiver.

I en foretrukket utførelsesform omfatter trinnet med å korrigere for offset videre å transformere banen for seismisk energi som er reflektert av en reflektor som befinner seg ved en dybdeZretiektor som er større enn dybden til mottakeren, til en direkte bane til en mottaker ved en effektiv dybde In a preferred embodiment, the step of correcting for offset further comprises transforming the path of seismic energy reflected by a reflector located at a depth Zretiector greater than the depth of the receiver into a direct path to a receiver at an effective depth

Zeff hVOr Zeff<=>Zmottaker + 2 (Zreflektor - Zmottaker). Zeff hVOr Zeff<=>Zreceiver + 2 (Zreflector - Zreceiver).

En refleksjonsbane ved seismiske VSP-offsetundersøkelser er asymmetrisk, siden kilden og mottakeren er ved forskjellige vertikale avstander fra reflektoren. I denne utførelsesformen blir en refleksjonsbane ved VSP-offsetundersøkelse "foldet" omkring dybden til mottakeren og dermed transformert til en bane som er ekvivalent med halvdelen av en typisk symmetrisk bane ved seismiske overflate-undersøkelser. A reflection path in seismic VSP offset surveys is asymmetric, since the source and receiver are at different vertical distances from the reflector. In this embodiment, a reflection path in a VSP offset survey is "folded" around the depth of the receiver and thus transformed into a path equivalent to half of a typical symmetrical path in seismic surface surveys.

En foretrukket utførelsesform av oppfinnelsen omfatter å bestemme forplantningstiden for en direkte puls med seismisk energi for et antall offsetverdier; A preferred embodiment of the invention comprises determining the propagation time of a direct pulse of seismic energy for a number of offset values;

og å bestemme forplantningsegenskapene for seismisk energi ved dybder som er mindre enn dybden til mottakeren, fra forplantningstider for den direkte pulsen. En direkte puls med seismisk energi forplanter seg fra den seismiske kilde til mottakeren uten refleksjon, og banen til den direkte puls vil aldri være dypere enn dybden til mottakeren. Forplantningstiden til den direkte puls blir dermed bestemt utelukk-ende av den geologiske strukturen ved dybder som er mindre enn dybden til mottakeren (generelt kjent som "overdekningen"). I denne utførelsesformen av oppfinnelsen blir overdekningen modellert som et enkelt lag, og de seismiske egenskapene, slik som forplantningshastigheten for seismisk energi i overdekningslaget, blir beregnet fra forplantningstider for direkte pulser med seismisk energi. and determining the propagation characteristics of seismic energy at depths less than the depth of the receiver from the propagation times of the direct pulse. A direct pulse of seismic energy propagates from the seismic source to the receiver without reflection, and the path of the direct pulse will never be deeper than the depth of the receiver. The propagation time of the direct pulse is thus determined exclusively by the geological structure at depths less than the depth of the receiver (generally known as the "overburden"). In this embodiment of the invention, the overburden is modeled as a single layer, and the seismic properties, such as the propagation speed of seismic energy in the overburden layer, are calculated from the propagation times of direct pulses of seismic energy.

Enhver egnet modell kan brukes til å beregne de seismiske egenskapene til overdekningslaget fra forplantningstider for de direkte seismiske energipulsene. Det kan f.eks. antas at forplantningshastigheten til seismisk energi ved en dybde som er mindre enn dybden til mottakeren, er uavhengig av dybden. I en utførel-sesform av oppfinnelsen blir det antatt at forplantningshastigheten for seismisk energi ved en dybde mindre enn dybden til mottakeren, øker lineært med dybden fra jordoverflaten til mottakeren. Any suitable model can be used to calculate the seismic properties of the overburden from the propagation times of the direct seismic energy pulses. It can e.g. it is assumed that the propagation speed of seismic energy at a depth less than the depth of the receiver is independent of depth. In one embodiment of the invention, it is assumed that the propagation speed of seismic energy at a depth less than the depth of the receiver increases linearly with the depth from the earth's surface to the receiver.

Når de seismiske egenskapene til overdekningen er blitt anslått ut fra forplantningstider for direkte seismiske energipulser, blir så en modell for forplantningen av seismisk energi ved dybder større enn mottakerdybden, satt opp. Dette kan gjøres ved å modellere den geologiske struktur ved dybder som er større enn dybden til mottakeren som en rekke lag med forskjellige seismiske egenskaper. Alternativt kan den geologiske struktur under mottakeren modelleres som et enkelt lag. I en utførelsesform av oppfinnelsen blir forplantningsegenskapene for seismisk energi ved dybder som er større enn dybden til mottakeren, antatt å være forplantningsegenskapene for seismisk energi bestemt fra forplantningstider for de direkte seismiske energipulser. When the seismic properties of the overburden have been estimated from the propagation times of direct seismic energy pulses, a model for the propagation of seismic energy at depths greater than the receiver depth is then set up. This can be done by modeling the geological structure at depths greater than the depth of the receiver as a series of layers with different seismic properties. Alternatively, the geological structure beneath the receiver can be modeled as a single layer. In one embodiment of the invention, the seismic energy propagation characteristics at depths greater than the depth of the receiver are assumed to be the seismic energy propagation characteristics determined from the propagation times of the direct seismic energy pulses.

I en ytterligere utførelsesform av oppfinnelsen blir forplantningsegenskapene for seismisk energi ved dybder større enn dybden til mottakeren, bestemt for en modusomformingsrefleksjon. Seismisk energi kan underkastes modusomforming ved refleksjon slik at f.eks. en nedadgående P-bølge kan reflekteres for å frem-bringe en oppadgående S-bølge. Denne utførelsesformen av oppfinnelsen mulig-gjør en nøyaktig analyse av seismiske data der en slik modusomforming har inn-truffet. In a further embodiment of the invention, the propagation characteristics of seismic energy at depths greater than the depth of the receiver are determined for a mode conversion reflection. Seismic energy can be subjected to mode conversion by reflection so that e.g. a downward P wave can be reflected to produce an upward S wave. This embodiment of the invention enables an accurate analysis of seismic data where such mode conversion has occurred.

I en foretrukket utførelsesform omfatter fremgangsmåten videre det trinn å beregne den geometriske spredning ved å benytte den effektive hastighetsmodell. In a preferred embodiment, the method further comprises the step of calculating the geometric spread by using the effective velocity model.

Andre foretrukne trekk ved oppfinnelsen er angitt i de uselvstendige patent-krav. Other preferred features of the invention are indicated in the independent patent claims.

Den foreliggende oppfinnelse tilveiebringer således en fremgangsmåte for å behandle seismiske VSP-data, spesielt seismiske VSP-data med lang offset, ved å benytte en effektiv hastighetsmodell til å bestemme forplantningstider ved null offset. Fremgangsmåten ifølge oppfinnelsen korrigerer på pålitelig måte for offset for offsetverdier som er lik og i mange tilfeller betydelig større enn mottakerens dybde. Bruken av en effektiv hastighetsmodell blir gjort mulig ved å "folde" modellen omkring reflektorens dybde for å omforme en asymmetrisk VSP-refleksjonsbane til en symmetrisk bane. The present invention thus provides a method for processing seismic VSP data, particularly long-offset seismic VSP data, by using an effective velocity model to determine propagation times at zero offset. The method according to the invention reliably corrects for offset for offset values which are equal to and in many cases significantly greater than the depth of the receiver. The use of an effective velocity model is made possible by "folding" the model around the depth of the reflector to transform an asymmetric VSP reflection path into a symmetric path.

Nøyaktigheten av en effektiv hastighetsmodell ved behandling av seismiske data med lang offset som er innsamlet i en VSP-geometri med mange offsetverdier, blir betydelig forbedret ved å modellere overdekningen som et enkelt lag, og ved å bruke ankomsttidene til den direkte puls for forskjellige offsetverdier til å bestemme overdekningens seismiske egenskaper. The accuracy of an effective velocity model when processing long-offset seismic data collected in a VSP geometry with many offset values is significantly improved by modeling the overburden as a single layer and by using the arrival times of the direct pulse for different offset values to to determine the roof's seismic properties.

Foreliggende oppfinnelse gjør det mulig å håndtere modus omformede refleksjoner hvor en nedadgående P-bølge blir omformet til en oppadgående S-bølge, ved å bruke den samme modell som for P-bølger. Dette blir gjort ved å behandle P-bølgene som langsomme S-bølger, fortrinnsvis som langsomme S-bøl-ger med høy elliptisk anisotropi. The present invention makes it possible to handle mode transformed reflections where a downward P-wave is transformed into an upward S-wave, by using the same model as for P-waves. This is done by treating the P waves as slow S waves, preferably as slow S waves with high elliptical anisotropy.

Foreliggende oppfinnelse gjør det videre mulig å beregne elastiske, anisotrope, syntetiske VSP-bølgeformer som innbefatter geometrisk spredning, ved å benytte den effektive hastighetsmodell. The present invention also makes it possible to calculate elastic, anisotropic, synthetic VSP waveforms that include geometric dispersion, by using the effective velocity model.

Foreliggende oppfinnelse har et stort antall anvendelsesområder. En anvendelse av oppfinnelsen er f.eks. den anisotrope hastighetsanalyse av seismiske VSP-data. Foreliggende oppfinnelse gjør det mulig å utføre interaktiv, anisotrop hastighetsanalyse på seismiske VSP-data på omtrent samme måte som for tiden er mulig i forbindelse med seismiske overflatedata. The present invention has a large number of areas of application. An application of the invention is e.g. the anisotropic velocity analysis of seismic VSP data. The present invention makes it possible to perform interactive, anisotropic velocity analysis on seismic VSP data in much the same way as is currently possible in connection with seismic surface data.

Dette kan også gjøres for refleksjoner som er utsatt for modusomforming. En overdekningskalibrering kan benyttes, men behøver ikke å bli benyttet. This can also be done for reflections that are subject to mode conversion. An overlay calibration can be used, but does not have to be used.

En annen anvendelse av fremgangsmåten i henhold til foreliggende oppfinnelse er automatisk hastighetsdybde/hastighets-inversjon med en overdekningskalibrering. Modus omformede refleksjoner blir også håndtert. Another application of the method according to the present invention is automatic velocity depth/velocity inversion with an overlay calibration. Mode reshaped reflections are also handled.

En annen anvendelse av fremgangsmåten i henhold til oppfinnelsen er ved hurtig, automatisk vandringsmigrering ved å benytte en effektiv endimensjonal hastighetsmodell. Another application of the method according to the invention is in fast, automatic walking migration by using an efficient one-dimensional velocity model.

En annen anvendelse av fremgangsmåten i henhold til foreliggende oppfinnelse er i forbindelse med elastisk bølgeforminvertering av vandrende, seismiske VSP-data. Dette blir gjort ved å benytte den effektive hastighetsmodell, ved å fo-reta en overdekningskalibrering og ved å beregne elastiske, anisotropiske, syntetiske VSP-bølgeformer som innbefatter geometrisk spredning. Another application of the method according to the present invention is in connection with elastic waveform inversion of traveling, seismic VSP data. This is done by using the effective velocity model, by performing an overlay calibration and by calculating elastic, anisotropic, synthetic VSP waveforms that include geometric dispersion.

Foreliggende oppfinnelse er særlig egnet til å tilveiebringe en fremgangsmåte for behandling av vertikale, seismiske profil-offsetdata (VSP-data), omfattende et trinn for å korrigere offsetverdien mellom den seismiske kilde og mottakeren ved å benytte en ikke-hyperbolsk effektiv hastighetsmodell; hvor trinnet med å korrigere for offset innbefatter å transformere veien til seismisk energi som er reflektert av en reflektor plassert på en dybdeZreflektor, hVOrZeff = Zmottaker + 2 ( Zreflektor - zmottaker) ; og omfattende å bestemme forplantningstiden til en direkte puls med seismisk energi for et flertall offsetverdier; og å bestemme forplantningsegenskapene til seismisk energi ved dybder mindre enn dybden til mottakeren fra forplantningstider for den direkte puls. The present invention is particularly suitable for providing a method for processing vertical seismic profile offset data (VSP data), comprising a step for correcting the offset value between the seismic source and the receiver by using a non-hyperbolic effective velocity model; where the step of correcting for offset includes transforming the path of seismic energy reflected by a reflector located at a depth Zreflector, hVOrZeff = Zreceiver + 2 ( Zreflector - zreceiver); and comprising determining the propagation time of a direct pulse of seismic energy for a plurality of offset values; and to determine the propagation characteristics of seismic energy at depths less than the depth of the receiver from the propagation times of the direct pulse.

Foretrukne utførelsesformer av foreliggende oppfinnelse vil nå bli beskrevet ved hjelp av et illustrerende eksempel under henvisning til de vedføyde figurer, hvor: fig. 1 er en skjematisk illustrasjon av en seismisk overflateundersøkelse; Preferred embodiments of the present invention will now be described by means of an illustrative example with reference to the attached figures, where: fig. 1 is a schematic illustration of a seismic surface survey;

fig. 2 viser forholdet mellom tur/retur-forplantningstiden for seismisk energi og offset for arrangementet på fig. 1; fig. 2 shows the relationship between the round-trip propagation time for seismic energy and offset for the arrangement in fig. 1;

fig. 3 er en skjematisk skisse som illustrerer en fremgangsmåte for vertikal seismisk profilering ved innsamling av seismiske data; fig. 3 is a schematic sketch illustrating a method for vertical seismic profiling when collecting seismic data;

fig. 4 viser de syntetiske forplantningstidsrester fremskaffet med en fremgangsmåte for behandling av seismiske data i henhold til foreliggende oppfinnelse; fig. 4 shows the synthetic propagation time residuals obtained with a method for processing seismic data according to the present invention;

fig. 5 er en skjematisk illustrasjon av den prosedyre som benyttes til å transformere en VSP-offsetrefleksjons-strålebane til en direkte strålebane; fig. 5 is a schematic illustration of the procedure used to transform a VSP offset reflection beam path into a direct beam path;

fig. 6 viser resultater ved utførelse av utflytningskorreksjonen under anvendelse av fremgangsmåten ifølge foreliggende oppfinnelse; fig. 6 shows results when performing the smoothing correction using the method according to the present invention;

fig. 7 viser resultatene ved å utføre utflytningskorreksjonen under anvendelse av en ytterligere utførelsesform av foreliggende oppfinnelse; fig. 7 shows the results of performing the smoothing correction using a further embodiment of the present invention;

fig. 8 viser resultatene av å utføre utflytningskorreksjonen for anisotrope re-fleksjonsbaner; fig. 8 shows the results of performing the smoothing correction for anisotropic reflection paths;

fig. 9 svarer til fig. 8, men gjelder en fremgangsmåte i henhold til foreliggende oppfinnelse; og fig. 9 corresponds to fig. 8, but applies to a method according to the present invention; and

fig. 10 viser resultater ved korreksjon for offset i henhold til en ytterligere ut-førelsesform av foreliggende oppfinnelse. fig. 10 shows results when correcting for offset according to a further embodiment of the present invention.

Som beskrevet i beskrivelsesinnledningen, blir behandlingen av seismiske overflatedata ofte utført ved å benytte en effektiv hastighetsmodell, ellers kjent som en "effektiv modell". I en effektiv hastighetsmodell, eller en effektiv modell, blir en effektiv hastighet utledet fra de seismiske data, f.eks. ved å tilpasse en kurve som har den form som er gitt i ligning (1) til seismiske data, og denne effektive hastigheten blir benyttet i etterfølgende behandling. I henhold til foreliggende oppfinnelse blir en effektiv anisotrop modell benyttet til behandling av seismiske VSP-data. As described in the description introduction, the processing of seismic surface data is often carried out using an effective velocity model, otherwise known as an "effective model". In an effective velocity model, or an effective model, an effective velocity is derived from the seismic data, e.g. by fitting a curve that has the form given in equation (1) to seismic data, and this effective velocity is used in subsequent processing. According to the present invention, an effective anisotropic model is used for processing seismic VSP data.

I prinsippet vil det være mulig å anvende ligning (1) ovenfor til behandling av seismiske VSP-data. Som diskutert ovenfor er imidlertid ligning (1) basert på den antakelse at jorden er isotrop, slik at hastigheten av seismisk energi i jorden er konstant, og denne antakelsen er vanligvis uriktig. I henhold til oppfinnelsen blir det derfor anvendt en ikke-hyperbolsk effektiv hastighetsmodell som kan ta hensyn til jordens anisotropi. I en foretrukket utførelsesform blir forholdet mellom tur/retur-forplantningstiden t og offset x modellert ved hjelp av ligningen: In principle, it will be possible to use equation (1) above to process seismic VSP data. However, as discussed above, equation (1) is based on the assumption that the Earth is isotropic, so that the rate of seismic energy in the Earth is constant, and this assumption is usually incorrect. According to the invention, a non-hyperbolic effective velocity model is therefore used which can take the earth's anisotropy into account. In a preferred embodiment, the relationship between the round-trip propagation time t and offset x is modeled using the equation:

I ligning (2) er x offsetverdien mellom kilden og mottakeren, og z er mottakerens dybde. Koeffisientene a, boge blir vanligvis betraktet som konstante. In equation (2), x is the offset value between the source and the receiver, and z is the depth of the receiver. The coefficients a, boge are usually considered constant.

Forholdet mellom offset og forplantningstid som er gitt i ligning (2), er kjent The relationship between offset and propagation time given in equation (2) is known

som den effektive VTI-modell (den vertikale transversale isotropiske modell). Sammenlignet med ligning (1) er det et ekstra ledd i relasjonen mellom offset og tur/re-tur-forplantningstid, og dette ytterligere ledd gjør modellen effektivt anisotrop. I ligning (2) er det første ledd på høyre side av ligningen kvadratet av tur/retur-forplantningstiden ved null offset, det annet ledd på høyre side representerer den hyperbolske utflytning, mens det tredje ledd er et ikke-hyperbolsk ledd relatert til "anelliptisitet". Det tredje ledd tar hensyn til virkninger som skyldes at jorden eller undergrunnen er sammensatt av lag, og effekter som skyldes jordens iboende anisotropi. Tillegget av det tredje ledd på høyre side av ligningen gjør denne modellen mer generelt anvendbar enn den hyperbolske modell i henhold til ligning (1). as the effective VTI model (the vertical transverse isotropic model). Compared to equation (1), there is an additional term in the relation between offset and round-trip propagation time, and this additional term makes the model effectively anisotropic. In equation (2), the first term on the right-hand side of the equation is the square of the round-trip propagation time at zero offset, the second term on the right-hand side represents the hyperbolic smoothing, while the third term is a non-hyperbolic term related to "anellipticity ". The third section takes into account effects due to the fact that the earth or subsoil is composed of layers, and effects due to the earth's inherent anisotropy. The addition of the third term on the right-hand side of the equation makes this model more generally applicable than the hyperbolic model according to equation (1).

Fig. 4 viser resultatene av tilpasningsligningen (2) til direkte syntetiske forplantningstider beregnet for P-bølger i en lagdelt, vertikal, transversal isotropmo-dell (VTI-modell). De syntetiske tider ble beregnet i en 116 lags VTI-modell med mottakeren ved en dybde på 1524 meter (5000 fot). Forplantningstidene, ved å bruke ligning (2), ble beregnet ved å bestemme koeffisientene a, bog c under anvendelse av en minste kvadraters tilpasning, og ved å benytte de bestemte verdier av koeffisientene a, boge til å beregne forplantningstiden under anvendelse av ligning (2). Man vil se at differansen mellom forplantningstiden beregnet under bruk av ligning (2) og de nøyaktige syntetiske forplantningstider beregnet ved å Fig. 4 shows the results of the fitting equation (2) to direct synthetic propagation times calculated for P-waves in a layered, vertical, transverse isotropic model (VTI model). The synthetic times were calculated in a 116-layer VTI model with the receiver at a depth of 1,524 meters (5,000 ft). The propagation times, using equation (2), were calculated by determining the coefficients a, log c using a least squares fit, and using the determined values of the coefficients a, log to calculate the propagation time using equation (2 ). It will be seen that the difference between the propagation time calculated using equation (2) and the exact synthetic propagation times calculated by

bruke den 116 lags VTI-modellen varierer med mindre enn 1 ms for offsetverdier i området fra 0-2438 meter (0-8000 fot), dvs. for offsetverdier som langt overskrider mottakerdybden på 1524 meter (5000 fot). Dette viser at ligning (2) kan benyttes til å representere relasjonen mellom offset og forplantningstid som en meget god tilnærmelse. Ligning (2) brytes bare ned ved offsetverdier som er ekstremt lange sammenlignet med mottakerens dybde, eller i tilfeller hvor undergrunnen har ekstremt store hastighetskontraster. using the 116 layer VTI model varies by less than 1 ms for offset values in the range of 0-2438 meters (0-8000 feet), i.e. for offset values that far exceed the receiver depth of 1524 meters (5000 feet). This shows that equation (2) can be used to represent the relationship between offset and propagation time as a very good approximation. Equation (2) only breaks down at offset values that are extremely long compared to the depth of the receiver, or in cases where the subsurface has extremely large velocity contrasts.

De tre koeffisientene i ligning (2) er relatert til de intrinsike anasotropi-para-metrene s og 5 beskrevet av Thomsen i "Geophysics", Vol 51, pp 1954-1966 The three coefficients in equation (2) are related to the intrinsic anisotropy parameters s and 5 described by Thomsen in "Geophysics", Vol 51, pp 1954-1966

(1986). Hvis "overdekningen", dvs. den geologiske struktur over mottakerens dybde, er homogen, er forholdet mellom parameterne i ligning (2) og parameterne e og 8 som er foreslått av Thomsen, som følger: (1986). If the "cover", i.e. the geological structure above the depth of the receiver, is homogeneous, the relationship between the parameters in equation (2) and the parameters e and 8 proposed by Thomsen is as follows:

og Vh er hastigheten til den seismiske energi i henholdsvis vertikal retning og horisontal retning. and Vh is the velocity of the seismic energy in the vertical direction and horizontal direction respectively.

Det er mulig å justere koeffisientene a, boge ved å tilpasse beregnede forplantningstider til observerte forplantningstider for å reprodusere den målte relasjonen mellom forplantningstid og offset. Når en måling av direkte forplantningstid imidlertid ikke er tilgjengelig (en "direkte forplantningstid" er forplantningstiden for seismisk energi som forplanter seg fra kilden til mottakeren uten å gjennomgå refleksjon, slik som banen 11 på fig. 5), men individuelle intervallhastigheter er til-gjengelige, er det nyttig å kunne bestemme de effektive VTI-koeffisienter a, boge fra parameterne for de individuelle lag i undergrunnen (i virkeligheten består undergrunnen av lag med forskjellig geologisk sammensetning, og forskjellige lag vil ha forskjellige verdier for koeffisientene a, b og c). It is possible to adjust the coefficients a, boge by adapting calculated propagation times to observed propagation times to reproduce the measured relation between propagation time and offset. However, when a direct propagation time measurement is not available (a "direct propagation time" is the propagation time of seismic energy that propagates from the source to the receiver without undergoing reflection, such as path 11 in Fig. 5), but individual interval velocities are available , it is useful to be able to determine the effective VTI coefficients a, boge from the parameters of the individual layers in the subsoil (in reality, the subsoil consists of layers with different geological composition, and different layers will have different values for the coefficients a, b and c) .

Først blir koeffisientene for det i. lag, a\, b\og q bestemt fra hastigheten og anisotropi-parameterne fra det i. lag på følgende måte: First, the coefficients for the ith layer, a\, b\and q, are determined from the velocity and anisotropy parameters from the ith layer as follows:

I ligning (4) er a\ verdien av koeffisienten a for ife lag, og så videre. Deretter blir de effektive modellkoeffisienter av., bv. og o< for k lag gitt av: med In equation (4), a\ is the value of the coefficient a for ife layer, and so on. Then the effective model coefficients become av., bv. and o< for k layers given by: med

hvor vi er den vertikale hastigheten for seismisk energi i det ife lag. where we is the vertical velocity of seismic energy in the ife layer.

Et problem som må overvinnes for å benytte en effektiv hastighetsmodell i en VSP- eller vandrings-anvendelse, er at ligningene (1) og (2) er utledet for behandling av seismiske overflatedata hvor banene for seismiske data er symmetriske omkring det felles midtpunkt, som vist på fig. 1. I motsetning er banene til seismisk energi i VSP-undersøkelser vanligvis ikke symmetriske, som vist på fig. 3. Bare baner der den seismiske energi forplanter seg direkte fra en kilde til en mottaker uten å gjennomgå en refleksjon, slik som banen 11 vist på fig. 5, kan betrak-tes som symmetrisk. For å anvende ligning (1) eller (2) på VSP-data fremskaffet for en bane som innebærer en refleksjon, er det nødvendig å gjøre geometrien til VSP-refleksjonsbanene symmetriske. Dette blir gjort ved å folde modellen under mottakeren omkring dybden til reflektoren, som vist på fig. 5. A problem that must be overcome in order to use an effective velocity model in a VSP or travel application is that equations (1) and (2) are derived for processing seismic surface data where the seismic data trajectories are symmetric about the common center point, which shown in fig. 1. In contrast, the paths of seismic energy in VSP surveys are usually not symmetric, as shown in Fig. 3. Only paths where the seismic energy propagates directly from a source to a receiver without undergoing a reflection, such as the path 11 shown in fig. 5, can be considered symmetrical. To apply equation (1) or (2) to VSP data acquired for a path involving a reflection, it is necessary to make the geometry of the VSP reflection paths symmetric. This is done by folding the model under the receiver around the depth of the reflector, as shown in fig. 5.

Fig. 5 viser skjematisk to strålebaner for seismisk energi i en VSP-offsetundersøkelse. En bane 11 er en bane for seismisk energi som forplanter seg fra kilden til mottakeren uten å gjennomgå noen refleksjon (selv om refraksjon inntreffer ved grensen mellom undergrunnslagene 13 og 14). Banen 11 er kjent som den "direkte bane" og seismisk energi som forplanter seg langs den direkte bane frembringer en puls kjent som den "direkte puls" eller "direkte ankomst" i de seismiske data. Strålen 12 viser en bane fra kilden til mottakeren som innebærer refleksjon ved en reflektor 9 som befinner seg ved en større dybde enn dybden til mottakeren. Fig. 5 schematically shows two beam paths for seismic energy in a VSP offset survey. A path 11 is a path of seismic energy that propagates from the source to the receiver without undergoing any reflection (although refraction occurs at the boundary between the subsoil layers 13 and 14). Path 11 is known as the "direct path" and seismic energy propagating along the direct path produces a pulse known as the "direct pulse" or "direct arrival" in the seismic data. The beam 12 shows a path from the source to the receiver which involves reflection at a reflector 9 which is located at a greater depth than the depth of the receiver.

For å omforme en asymmetrisk bane, slik som bane 12 til en symmetrisk bane, blir modellene under mottakeren foldet ved reflektordybden for derved å inn-føre den effektive dybden til mottakeren ved: To transform an asymmetric path, such as path 12, into a symmetric path, the models below the receiver are folded at the reflector depth to thereby introduce the effective depth of the receiver by:

Den bane som er fremskaffet for å folde modellen under reflektoren, svarer til en direkte VSP-bane, eller til halvparten av en bane for seismisk energi i en seismisk overflateundersøkelse. Med denne modifikasjonen kan derfor en effektiv VTI-modell benyttes til å representere VSP-offsetrefleksjonstider i en endimensjonal VTI-modell. The path obtained to fold the model under the reflector corresponds to a direct VSP path, or to half of a seismic energy path in a seismic surface survey. With this modification, an efficient VTI model can therefore be used to represent VSP offset reflection times in a one-dimensional VTI model.

Fig. 6 viser resultater ved bruk av en effektiv hastighetsmodell til å korrigere traser til forplantningstider ved null offset. De seismiske data er syntetiske P-p-vandringsrefleksjonsdata simulert ved å benytte en mottaker ved en dybde på 1524 meter (5000 fot) og en isotrop 116 lags modell for undergrunnen. Fig. 6 shows results using an effective velocity model to correct traces to propagation times at zero offset. The seismic data are synthetic P-p travel reflection data simulated using a receiver at a depth of 1,524 meters (5,000 ft) and an isotropic 116-layer subsurface model.

Den venstre del av fig. 6 viser en simulert trase mottatt av mottakeren fra en kilde plassert vertikalt over mottakeren. I simuleringen ble offsetverdien øket fra null til 2438 meter (8000 fot), i intervaller på 30,48 meter (100 fot). The left part of fig. 6 shows a simulated trace received by the receiver from a source placed vertically above the receiver. In the simulation, the offset value was increased from zero to 2,438 meters (8,000 feet), in intervals of 30.48 meters (100 feet).

De simulerte seismiske data ble så korrigert for utflytning ved å benytte den virkelige én-dimensjonale, lagdelte modell og ligningene (4), (5), (6) og (2). Resultatene av denne korreksjonen er vist på høyre side av fig. 6. The simulated seismic data were then corrected for drift using the real one-dimensional, layered model and equations (4), (5), (6) and (2). The results of this correction are shown on the right side of fig. 6.

Hvis korreksjonen for utflytting var blitt utført nøyaktig, skulle et trekk komme til syne ved samme tid i hver korrigert seismisk frase uansett offsetverdien. Undersøkelse av fig. 6 viser at dette er tilfelle for offsetverdier opptil omkring mottakerdybden (1524 meter) (5000 fot). For offsetverdier større enn mottakerdybden, begynner imidlertid forplantningstiden for trekk i de seismiske traser å variere med offsetverdien. If the correction for displacement had been performed accurately, a feature should appear at the same time in each corrected seismic phrase regardless of the offset value. Examination of fig. 6 shows that this is the case for offset values up to about receiver depth (1524 meters) (5000 feet). For offset values greater than the receiver depth, however, the propagation time for features in the seismic traces begins to vary with the offset value.

Resultatene på fig. 6 viser at den effektive hastighetsmodell begynner å bryte sammen ved offsetverdier større enn dybden til mottakeren. Dette problemet må overvinnes for å muliggjøre anvendelse av en effektiv hastighetsmodell ved analyse av VSP-data ved store offsetverdier. The results in fig. 6 shows that the effective velocity model begins to break down at offset values greater than the depth of the receiver. This problem must be overcome to enable the application of an effective velocity model when analyzing VSP data at large offset values.

Dette problemet kan overvinnes ved å anta at jorden over mottakeren består av et enkelt lag. Effektive hastighetsmodell-koeffisienter kan bestemmes for dette ene lag ved å utvide det ned til mottakerens dybde ved å tilpasse ligning (2) til den direkte forplantningstid for P-bølger, dvs. for banen 11 på fig. 5. Dette gir en nøyaktig representasjon av utflyttingen for en refleksjon ved mottakerens dybde. Når dette er blitt gjort, blir modell lag-parametere benyttet for refleksjonene ved dybder som er større enn mottakerdybden. Modell lag-parameterne kan antas å være kjent, f.eks. fra tidligere undersøkelser, eller de kan bestemmes ved prøving og feiling, f.eks. ved invertering av de seismiske data eller ved interaktiv hastighetsanalyse. This problem can be overcome by assuming that the soil above the receiver consists of a single layer. Effective velocity model coefficients can be determined for this one layer by extending it down to the depth of the receiver by fitting equation (2) to the direct propagation time of P-waves, ie for path 11 in Fig. 5. This provides an accurate representation of the displacement for a reflection at the receiver's depth. Once this has been done, model layer parameters are used for the reflections at depths greater than the receiver depth. The model layer parameters can be assumed to be known, e.g. from previous investigations, or they can be determined by trial and error, e.g. by inverting the seismic data or by interactive velocity analysis.

Fig. 7 viser resultatene av anvendelse av denne modifiserte behandlings-metode på de samme simulerte data som ble brukt på fig. 6. Man vil se at korreksjonen for offset nå er nøyaktig ut til den maksimale offsetverdi som benyttes i denne simuleringen (2438 meter, (8000 fot)). Fig. 7 shows the results of applying this modified processing method to the same simulated data that was used in fig. 6. You will see that the offset correction is now accurate up to the maximum offset value used in this simulation (2438 meters, (8000 feet)).

Resultatene av fig. 6 og 7 er relatert til simulerte seismiske data som ble ge-nerert under antakelse av at jorden er isotrop. Foreliggende oppfinnelse er ikke begrenset til den isotrope antakelse. The results of fig. 6 and 7 relate to simulated seismic data that was generated under the assumption that the earth is isotropic. The present invention is not limited to the isotropic assumption.

Fig. 8 viser virkningen av å anvende en utførelsesform av foreliggende oppfinnelse på simulerte seismiske data som ble simulert ved å benytte en anisotrop modell for jorden. Fig. 8 shows the effect of applying an embodiment of the present invention to simulated seismic data that was simulated using an anisotropic model of the Earth.

Korreksjonen for offset på fig. 8 ble utført på samme måte som på fig. 7, dvs. at effektive modellkoeffisienter ble bestemt ved å benytte ligning (2) for et enkelt lag ned til mottakerdybden fra ankomsttiden til den direkte puls, og virkelige modell lag-parametere ble benyttet for refleksjoner under mottakeren. På fig. 8 ble parameterne for lagene under mottakeren bestemt ved å benytte den isotrope antakelse, og følgelig er korreksjonen for offsetverdi ikke blitt utført nøyaktig. Man vil se at en hendelse inntreffer progressivt tidligere i de korrigerte seismiske traser et-terhvert som offsetverdien øker. The correction for offset in fig. 8 was carried out in the same way as in fig. 7, i.e. that effective model coefficients were determined using equation (2) for a single layer down to the receiver depth from the arrival time of the direct pulse, and real model layer parameters were used for reflections below the receiver. In fig. 8, the parameters for the layers below the receiver were determined using the isotropic assumption, and consequently the offset value correction has not been performed accurately. One will see that an event occurs progressively earlier in the corrected seismic traces each time the offset value increases.

Parameterne E og A som er vist på fig. 8, er Schønbergs parametere, og refererer til den maksimale anisotropi i den modell som benyttes til å simulere de seismiske data. Disse parametere er tilnærmet ekvivalente med e og 5-e i ligning (3). The parameters E and A shown in fig. 8, are Schønberg's parameters, and refer to the maximum anisotropy in the model used to simulate the seismic data. These parameters are approximately equivalent to e and 5-e in equation (3).

Fig. 9 viser resultatene av å korrigere de samme simulerte anisotrope seismiske data som på fig. 8 ved å bruke en ytterligere utførelsesform av oppfinnelsen. I denne utførelsesformer blir overdekningen igjen behandlet som et enkelt lag, og parameterne for dette overdekningslaget blir bestemt fra ankomsttidene til den direkte puls for forskjellige offsetverdier. I motsetning til fig. 8 blir den virkelige VTI-modell brukt for refleksjoner under mottakeren. Det kan ses at refleksjonshen-delsene i de seismiske traser er nøyaktig utflatet, en seismisk hendelse inntreffer ved en hovedsakelig konstant tid over de korrigerte seismiske traser, til den maksimale offsetverdi som benyttes i simuleringen (2438 meter, (8000 fot)). Fig. 9 shows the results of correcting the same simulated anisotropic seismic data as in fig. 8 using a further embodiment of the invention. In this embodiment, the overlay is again treated as a single layer, and the parameters of this overlay layer are determined from the arrival times of the direct pulse for different offset values. In contrast to fig. 8, the real VTI model is used for reflections below the receiver. It can be seen that the reflection events in the seismic traces are precisely flattened, a seismic event occurs at an essentially constant time over the corrected seismic traces, to the maximum offset value used in the simulation (2438 meters, (8000 feet)).

Eksemplene ovenfor angår bare P-bølger. Foreliggende oppfinnelse kan imidlertid også anvendes på skjærbølger. Omformede refleksjoner hvor f.eks. en nedadgående P-bølge blir omformet ved refleksjon til en oppadgående S-bølge, er av spesiell interesse og er blitt undersøkt inngående i forbindelse med seismisk overflategeometri. The examples above relate to P waves only. However, the present invention can also be applied to shear waves. Reshaped reflections where e.g. a downward P wave is transformed by reflection into an upward S wave, is of particular interest and has been extensively investigated in connection with seismic surface geometry.

De ligninger som regulerer bruken av en effektiv hastighetsmodell for en modus omformet refleksjon, er betydelig mer kompliserte enn for tilfellet med en refleksjon hvor det ikke er noen endring i modus. The equations governing the use of an effective velocity model for a mode transformed reflection are considerably more complicated than for the case of a reflection where there is no change in mode.

For vandringstilfellet hvor overdekningskalibrering kan utføres, har det vist seg at en god tilnærmelse er å behandle en skjærbølge som en langsom P-bølge, men med modifiserte anisotrope parametere. For the traveling case where overlay calibration can be performed, it has been shown that a good approximation is to treat a shear wave as a slow P wave, but with modified anisotropic parameters.

Relasjonen mellom de vertikale, horisontale og utflytnings-hastigheter for en Sv-bølge er gitt av Thomsen, ovenfor, er: The relationship between the vertical, horizontal and drift velocities for an Sv wave is given by Thomsen, above, is:

Ved å sammenligne ligning (8) med ligning (3), kan det ses at a for en Sv-bølge spiller rollen som 5 for en P-bølge, og at e ikke har noen betydning i en Sv-bølge. Dette vil indikere at en Sv-bølge kan behandles på samme måte som en P-bølge med følgende erstatninger: By comparing equation (8) with equation (3), it can be seen that a for an Sv wave plays the role of 5 for a P wave, and that e has no significance in an Sv wave. This would indicate that an Sv wave can be treated in the same way as a P wave with the following substitutions:

Simuleringene ved å benytte denne enkle løsningen var imidlertid utilfreds-stillende, og indikerte at høyere hastigheter var nødvendige ved store offsetverdier. Valget av Vhorisontai er tydelig feilaktig, og det er også klart at ei * 0. Det har vist seg at ved å sette si = ai, frembringes overraskende gode resultater. En forklaring på dette er at hastigheten til en Sv-bølge som en funksjon av en vinkel, er tilnærmet en ellipse ut til omkring 35°, men å sette e = 8 = a er kriteriet for elliptisk P() anisotropi. Forplantningsvinkelen for skjærbanen til en omformet refleksjon overskrider sjelden 30°, slik at den elliptiske løsning vil ventes å virke bra, og den virker i virkeligheten bra. The simulations using this simple solution were, however, unsatisfactory, and indicated that higher speeds were necessary for large offset values. The choice of Vhorisontai is clearly erroneous, and it is also clear that ei * 0. It has been shown that by setting si = ai, surprisingly good results are produced. An explanation for this is that the speed of an Sv wave as a function of an angle is approximately an ellipse out to about 35°, but setting e = 8 = a is the criterion for elliptical P() anisotropy. The propagation angle of the shear path of a reshaped reflection rarely exceeds 30°, so the elliptical solution would be expected to work well, and in reality it does.

Som en følge av denne nye løsningsmetoden er forplantningen av skjær-bølger med en enkel erstatning, den samme ligning som benyttes for P-bølger, og kan også benyttes for refleksjoner med blandet modus. For en modusomformingsrefleksjon hvor en nedadgående P-bølge blir omformet til en oppadgående S-bølge, er den oppadgående bane meget kortere enn den nedadgående bane, og dette muliggjør, med fremgangsmåten for kalibrering av egenskapene til overdekningen ved å benytte forplantningstider for de direkte pulser, gjør det mulig å håndtere modus omformede refleksjoner med tilstrekkelig nøyaktighet for prak-tiske anvendelser. As a consequence of this new solution method, the propagation of shear waves with a simple substitution is the same equation used for P-waves, and can also be used for mixed-mode reflections. For a mode-conversion reflection where a downward P-wave is transformed into an upward S-wave, the upward path is much shorter than the downward path, and this allows, with the method of calibrating the properties of the overlay using propagation times of the direct pulses, makes it possible to handle mode transformed reflections with sufficient accuracy for practical applications.

Fig. 10 viser resultatene av anvendelse av foreliggende oppfinnelse på en blandet P/S-modusrefleksjon. Som på fig. 6-9 blir fremgangsmåten ifølge oppfinnelsen anvendt på syntetiske, seismiske data som ble simulert for et 116 modell lag av jorden. Fig. 2 viser resultatene av denne utførelsesformen av oppfinnelsen anvendt på syntetiske, seismiske data, hvor simuleringen innbefatter modusomfor ming fra P-bølger til S-bølger ved refleksjon. De simulerte data ble korrigert for offset ved å benytte den ikke-hyperbolske modell ifølge ligningene (2) og (4)-(6), sammen med ligning (9), men modifisert til å ha ei = ai. Fig. 10 shows the results of applying the present invention to a mixed P/S mode reflection. As in fig. 6-9, the method according to the invention is applied to synthetic seismic data which was simulated for a 116 model layer of the earth. Fig. 2 shows the results of this embodiment of the invention applied to synthetic seismic data, where the simulation includes mode conversion from P-waves to S-waves by reflection. The simulated data were corrected for offset using the non-hyperbolic model according to equations (2) and (4)-(6), together with equation (9), but modified to have ei = ai.

Korreksjonen for offset i ligning (10) ble utført uten å benytte trinnet med å kalibrere egenskapene til overdekningen ved tilpasning av ankomsttidene til de direkte pulser. Det viste seg imidlertid at resultater ved å benytte utflytningskorreksjonen innbefattende overdekningskalibreringen, var praktisk talt identiske med de som er vist på fig. 10. The correction for offset in equation (10) was performed without using the step of calibrating the characteristics of the overlay by adapting the arrival times of the direct pulses. It turned out, however, that results by using the smoothing correction including the overlay calibration, were practically identical to those shown in fig. 10.

I den utførelsesform som er beskrevet ovenfor, er trinnet med å kalibrere egenskapene til overdekningen ved tilpasning av ligning (2) til forplantningstider for direkte pulser, blitt utført under antakelse av at koeffisientene a, boge alle er konstanter. In the embodiment described above, the step of calibrating the characteristics of the overlay by fitting equation (2) to the propagation times of direct pulses has been performed assuming that the coefficients a, boge are all constants.

Det er mulig å beregne geometrisk spredning fra den effektive modell, og dette er nyttig siden det muliggjør modellbasert amplitudekorreksjon. Geometrisk spredning G i en lagdelt undergrunn er gitt av B. Ursin i "Geophysics", Vol 55, It is possible to calculate geometric dispersion from the effective model, and this is useful as it enables model-based amplitude correction. Geometric dispersion G in a layered subsurface is given by B. Ursin in "Geophysics", Vol 55,

p 492-496 (1991), som: p 492-496 (1991), as:

I ligning (10) er X offset, p er stråleparameteren eller den horisontale langsomhet,Vser hastigheten for seismisk energi ved kilden og /s og/Ver strålevinkelen ved henholdsvis kilden (s) og mottakeren ( i). Hvis hastigheten ved mottakeren, vr (som kan bestemmes i tilfellet med P-bølger fra de direkte ankomsttider og polari-seringsvinkler om nødvendig), er gitt, så kan alle ledd i ligning (10) bestemmes fra ligning (2) på følgende måte: In equation (10), X is the offset, p is the beam parameter or the horizontal slowness, Vs the velocity of seismic energy at the source and /s and /Ver the beam angle at the source (s) and the receiver (i) respectively. If the velocity at the receiver, vr (which can be determined in the case of P-waves from the direct arrival times and polarization angles if necessary), is given, then all terms in equation (10) can be determined from equation (2) as follows:

Geometrisk spredning kan derfor beregnes hvis de 1. og 2. deriverte av ligning (2) med hensyn på offset er kjent. For refleksjonskoeffisienter, hvis lagegen-skapene over grenseflaten er kjent, er det bare nødvendig med den horisontale langsomhet, p. Geometriske sprednings- og refleksjons-koeffisienter gjør det mulig å benytte den effektive modellen til å beregne anisotrope, syntetiske seismogram-mer som er nødvendige for bølgeform-inverteringsmetoder. Geometric dispersion can therefore be calculated if the 1st and 2nd derivatives of equation (2) with regard to offset are known. For reflection coefficients, if the layer properties above the interface are known, only the horizontal slowness, p, is needed. Geometric scattering and reflection coefficients make it possible to use the effective model to calculate anisotropic synthetic seismograms that are necessary for waveform inversion methods.

Den effektive VTI-modell bør gjøre endimensjonal avbildning virtuelt interaktiv for todimensjonal vandringsmigrering, og for tredimensjonale vandringer, idet endimensjonal migrering børta minutter istedenfor timer. Siden mange endelige modeller fremdeles er bare endimensjonale, vil TAT (turn around time, snu tiden) til sluttproduktet bli dramatisk redusert. For situasjoner hvor modellen må ha todimensjonal eller tredimensjonal hastighetsvariasjon, kan effektiv endimensjonal modellmigrering brukes til å gi et hurtig foreløpig resultat. Ved effektiv modellmigrering er det nødvendig med to effektive modeller, en fra kilde til avbildningspunkt og en annen fra avbildningspunkt til mottaker. The effective VTI model should make one-dimensional imaging virtually interactive for two-dimensional walking migration, and for three-dimensional walking, as one-dimensional migration should take minutes instead of hours. Since many final models are still only one-dimensional, the TAT (turn around time) to the final product will be dramatically reduced. For situations where the model must have two-dimensional or three-dimensional velocity variation, efficient one-dimensional model migration can be used to provide a fast preliminary result. Effective model migration requires two effective models, one from source to imaging point and another from imaging point to receiver.

Det skal bemerkes at foreliggende oppfinnelse ikke krever en lagdelt modell. I prinsippet, når parameterne til overdekningen er blitt bestemt ved tilpasning av ankomsttidene til de direkte pulsene, kan utflyttingen utføres ved å anta en enkelt, isotrop hastighet for undergrunnen under mottakeren, og ved å bestemme denne hastigheten ved tilpasning til dataene. Når parameterne for overdekningen er blitt bestemt ved tilpasning av ankomsttidene til de direkte pulsene, kan alternativt utflyttingen utføres ved å benytte en kompakt hastighetsfelt-trend for dybder under mottakeren, for å ta hensyn til lydhastighetens tendens til å øke med dybder som et resultat av økende trykk. It should be noted that the present invention does not require a layered model. In principle, once the parameters of the overlay have been determined by fitting the arrival times of the direct pulses, the displacement can be performed by assuming a single, isotropic velocity for the subsurface beneath the receiver, and determining this velocity by fitting the data. Alternatively, once the parameters of the overlay have been determined by fitting the arrival times of the direct pulses, the displacement can be performed using a compact velocity field trend for depths below the receiver, to account for the tendency of the sound speed to increase with depth as a result of increasing Print.

I de utførelsesformer som er beskrevet ovenfor, er overdekningslaget blitt antatt å være uniformt og isotropt. Denne antakelsen vil ikke være korrekt, og In the embodiments described above, the cover layer has been assumed to be uniform and isotropic. This assumption will not be correct, and

egenskapene til overdekningen vil være anisotrop i en viss utstrekning. Denne intrinsike anisotropi kan bestemmes tilnærmet for overdekningen ved f.eks. å anta at hastigheten til seismisk energi har en lineær gradient fra jordoverflaten til mottakeren, som antydet av T. Alkhalifah i "Geophysics", Vol 62, p 1839-1854 (1997). De gjennomsnittlige intrinsike anisotropi-parametere som er bestemt for overdekningen på denne måten, vil så bli tilordnet lag under mottakeren. Resultatet av denne metoden bør være tilstrekkelig nøyaktig til tidsmigrering og kan bestemmes automatisk fra de seismiske data ved f.eks. brønnstedet. the properties of the overlay will be anisotropic to a certain extent. This intrinsic anisotropy can be determined approximately for the coverage by e.g. to assume that the velocity of seismic energy has a linear gradient from the Earth's surface to the receiver, as suggested by T. Alkhalifah in "Geophysics", Vol 62, p 1839-1854 (1997). The average intrinsic anisotropy parameters determined for the overlay in this way will then be assigned to layers below the receiver. The result of this method should be sufficiently accurate for time migration and can be determined automatically from the seismic data by e.g. the well site.

En grunn til å ønske å bestemme seismiske hastigheter fra vandrende re-fleksjonsutflytning er at den lavfrekvente trend i hastigheter beror av utflyttingen, ikke av amplitudene. Lavfrekvent trendestimering er hoved ulempen ved nåvæ-rende forover seende VSP-inverteringsteknikker, og vandrende utflytningsinverte-ring vil levere den manglende lavfrekvente informasjon for forover seende VSP-invertering. One reason for wanting to determine seismic velocities from traveling reflection displacement is that the low-frequency trend in velocities is due to the displacement, not the amplitudes. Low-frequency trend estimation is the main disadvantage of current forward-looking VSP inversion techniques, and wandering drift inversion will supply the missing low-frequency information for forward-looking VSP inversion.

Som bemerket ovenfor, er viktige anvendelser av VSP-inverteringer å pre-diktere begynnelsen av overtrykk ved forover seende undersøkelser. Hastigheten til skjærbølger er mer følsom for overtrykk enn hastigheten til P-bølger, og det er derfor ønskelig å kunne behandle skjærbølgedata. Fremgangsmåten for behandling av konverterte refleksjonsdata som beskrevet ovenfor, gjør det mulig å bestemme både hastigheten til T-bølger og hastigheten til skjærbølger under mottakeren, og dette bør forbedre muligheten til å forutsi når overtrykk begynner. As noted above, important applications of VSP inversions are to predict the onset of overpressure in forward-looking surveys. The speed of shear waves is more sensitive to overpressure than the speed of P waves, and it is therefore desirable to be able to process shear wave data. The procedure for processing converted reflectance data as described above allows the determination of both the velocity of T-waves and the velocity of shear waves below the receiver, and this should improve the ability to predict when overpressure begins.

Muligheten til å beregne refleksjonsamplituder betyr til slutt at den effektive modell-løsning kan brukes ved en bølgeform-omforming hvor utflytting og ampli-tude blir tilpasset. The ability to calculate reflection amplitudes ultimately means that the effective model solution can be used in a waveform transformation where displacement and amplitude are adjusted.

De beregningsmessige besparelser ved effektive VTI-modeller i forhold til strålesporende metoder kan være betydelige, hvor besparelsen er tilnærmet pro-porsjonal med antallet stråletraser for behandling. Disse reduksjonene av nødven-dig behandlings mengde vil gjøre det mulig å fullføre migreringstrinnet i løpet av minutter istedenfor timer. Hastigheten for utførelse av den normale utflytningskorreksjon, den anvendelse som velges til å demonstrere egenskapene til teknikken i henhold til denne utførelsesformen, muliggjør interaktiv normal utflytningskorreksjon slik det gjøres i dag i forbindelse med seismisk overflatehastighetsanalyse. Vandringsutflytning og bølgeforms invertering er andre anvendelser som vil ha store fordeler av beregningshastigheten til effektive modeller. The computational savings of efficient VTI models in relation to ray tracing methods can be significant, where the savings are approximately proportional to the number of ray traces for treatment. These reductions in the amount of necessary processing will make it possible to complete the migration step within minutes instead of hours. The speed of performing the normal displacement correction, the application chosen to demonstrate the characteristics of the technique according to this embodiment, enables interactive normal displacement correction as is done today in connection with seismic surface velocity analysis. Wander smoothing and waveform inversion are other applications that will greatly benefit from the computational speed of efficient models.

Claims

1. Method for processing vertical seismic profile offset data (VSP data), characterized by including a step for correcting the offset value between the seismic source and the receiver by using a non-hyperbolic effective velocity model; wherein the step of correcting for offset includes transforming the path of seismic energy reflected by a reflector located at a depth Zreflector, where _ Zen<=>Zreceiver + 2 (zreflector - Zreceiver)i and comprehensively determining the propagation time of a direct pulse with seismic energy for a plurality of offset values; and to determine the propagation characteristics of seismic energy at depths less than the depth of the receiver from the propagation times of the direct pulse.

2. The method of claim 1, wherein the step of correcting for offset comprises correcting data obtained using a source/receiver pair having an offset other than zero to obtain the propagation time of seismic energy at zero offset using the following relation between offset and propagation time of seismic energy:

where t is the propagation time of seismic energy from the source to the receiver, x is the offset value between the source and the receiver, and z is the depth of the receiver.

3. Method according to claim 2, where the step of correcting for offset values comprises the step of determining the coefficients a, b and c in equation (1) for a layer that extends from the earth's surface to the depth of the receiver by using the propagation times of the direct pulse.

4. Method according to claim 2 or 3, where the propagation properties of the seismic energy at depths less than the depth of the receiver are determined from propagation times of the direct pulse under the assumption that the speed of seismic energy increases between the surface of the earth and the receiver.

5. Method according to claim 2, 3 or 4, where the propagation properties of seismic energy at depths greater than the depth of the receiver were assumed to be the propagation properties of seismic energy determined from propagation times of the direct seismic energy pulses.

6. Method according to claim 2 or 3, where the step of correcting for offset comprises applying equation (1), the coefficients a, b and c for depths less than the depth of the receiver (z receiver) being determined from propagation times of the direct seismic energy pulse, and where the coefficients a, b and c for depths greater than the depth of the receiver are determined for a reflection where a downward P-wave is transformed into an upward P-wave.

7. Method according to claim 6, where the step of correcting for offset further comprises using an isotropic model for greater depths than the depth of the receiver.

8. Method according to claim 6, where the step of correcting for offset further comprises using an anisotropic model for greater depths than the depth of the receiver.

9. Method according to claim 8, where the step of correcting for offset further comprises applying equation (1) for depths greater than the depth of the receiver.

10. Method according to claim 6, where the step of correcting for offset further comprises using a multi-layer model for depths greater than the depth of the receiver.

11. Method according to one of claims 1-5, where the propagation properties for seismic energy at depths greater than the depth of the receiver are determined on the basis that the reflection is a mode-changing reflection.

12. Method according to claim 11, when dependent directly or indirectly from claim 2, where the step of correcting for offset comprises applying equation (1), where the coefficients a, b and c for depths less than the depth of the receiver (Z receiver) are determined from travel times of the direct pulses of seismic energy, and the coefficients a, b and c for depths greater than the depth of the receiver are determined from a reflection where a downward P wave is transformed into an upward S wave.

13. Method according to claim 11, where the step of correcting for offset comprises applying equation (1), the coefficients a, b and c for all depths being determined for a reflection where the downward P-wave is transformed into an upward S-wave .

14. Method according to claim 11, 12 or 13, wherein the step of correcting for offset further comprises applying equation (1), where the coefficients a, b and c for the upward S-wave are determined by modeling the S-wave as a slow-moving P wave.

15. Method according to claim 14, where the coefficients a, b and c for the upward S-wave are determined by modeling the S-wave as a slow moving P-wave with high elliptical anisotropy.

16. Method according to claim 15, where the coefficients a, b and c for the upward S-wave are determined by modeling the S-wave as a slow-moving P-wave with e = a, where e and a are anisotropy parameters.

17. Method according to any one of the preceding claims, and further comprising calculating the geometric spread of the seismic data by using the effective velocity model.

18. Method according to claim 17, where the geometric spread is calculated by using

where G is the horizontal spread, X offset, p is the horizontal slowness, v& and vr are the velocity of the seismic energy at the source and receiver respectively, and is and/Ver the radiation angle at the source and receiver respectively.

19. Method according to claim 18, when the claim is dependent on claim 2 or when it is dependent on any claim dependent on claim 2, where equation (1) is used to calculate p and dX/dp by using

20. A method according to any one of the preceding claims, wherein the seismic VSP data is traveling seismic data.